ارزیابی دما- فشار و جایگاه زمین‌ساختی توده آذرین درونی قلعه یغمش (باختر استان یزد) با به‌کارگیری شیمی کانی‌ها

نوع مقاله: مقاله پژوهشی

نویسندگان

1 گروه زمین شناسی، دانشکده علوم، دانشگاه اصفهان، اصفهان، ایران

2 دانشکده مهندسی معدن دانشگاه صنعتی اصفهان، اصفهان، ایران

چکیده

توده آذرین درونی منطقه قلعه یغمش در کرانه باختری استان یزد و در بخش میانی پهنه ماگمایی ارومیه- دختر جای دارد. این توده آذرین، با طیف سنگ‏‌شناسی کوارتزدیوریت، تونالیت و گرانودیوریت، به سن الیگوسن، درون سنگ‏‌های آتشفشانی (با ترکیب ریولیت، ریوداسیت و نیز توف‌آندزیتی، ریوداسیتی و ریولیتی به سن ائوسن) نفوذ کرده است. تونالیت‏‌ها و گرانودیوریت‏‌های بررسی‌شده دارای انکلاوهای میکروگرانولار مافیک با ترکیب کوارتزدیوریت هستند. بررسی شیمی کانی‏‌هایِ کوارتزدیوریت، تونالیت، گرانودیوریت و انکلاوهای بررسی‏‌شده نشان می‌دهد که ترکیب پلاژیوکلازها از الیگوکلاز تا لابرادور است. آمفیبول‏‌ها منیزیم بالایی داشته و از نوع کلسیک (منیزیوهورنبلند) هستند. بیوتیتِ تونالیت‏‌های بررسی‏‌شده نیز منیزیم بالایی دارد. در کوارتزدیوریت، کلینوپیروکسن‏‌ها از نوع اوژیت و در انکلاوهای میکروگرانولار مافیک، از نوع اوژیت-دیوپسید هستند. دماسنجی کلینوپیروکسن دمای 1125-1100 درجه سانتیگراد و دماسنجی هورنبلند- پلاژیوکلاز دمای نزدیک به 900-730 درجه سانتیگراد را نشان می‏‌دهند. برپایه ترکیب منیزیوهورنبلندها، فشار به‌دست‌آمده برای این سنگ‏‌ها 75/1-5/1 کیلوبار است؛ ازاین‌رو، ژرفایِ تبلور این کانی‏‌ها برابر 5/5 تا 5/6 کیلومتر دانسته می‌شود. برپایه یافته‌های صحرایی، سنگ‌نگاری و شیمی کانی‌ها، سرشت ماگمای توده گرانیتوییدی بررسی‏‌شده کالک‏‌آلکالنِ نوع I، با فوگاسیته اکسیژن بالا در هنگام تبلور و محیط پیدایش آن را کمان آتشفشانی و فرورانش دانسته می‌شود.

کلیدواژه‌ها

موضوعات


عنوان مقاله [English]

Determination of P-T and tectonic setting of Ghaleh Yaghmesh plutonic complex (west of Yazd province) by using of mineral chemistry

نویسندگان [English]

  • Bahareh Fazeli 1
  • Mahmoud Khalili 1
  • Mahin Mansouri Esfahani 2
1 Department of Geology, University of Isfahan, Isfahan, Iran
2 Department of Mining Engineering, Isfahan University of Technology , Isfahan, Iran
چکیده [English]

The Ghaleh Yaghmesh plutonic massif is located the westernmost part of Yazd province and in the central part of the Urumieh – Dokhtar magmatic arc (UDMA). This massif with quartzdiorite, tonalite and granodiorite composition is Oligocene in age and intruded the volcanic and pyroclastic rocks including rhyolite, rhyodacite, and andesitic, as well as rhyodacitic and rhyolitic tuff belonging to the Eocene. Tonalite and granodiorite contain mafic microgranular enclaves with quartzdiorite composition. According to mineral chemistry, the plagioclases are oligoclase to labradorite in composition. The amphiboles have high magnesian and are calcic nature (magnesio-hornblende). The biotites from the tonalites are enriched in magnesian. Compositionally, clinopyroxene display augite and augite–diopside in quartz-diorite and enclaves respectively. Thermometery of the clinopyroxene and hornblende– plagioclase show 1100-1125°C and 730-900°C respectively. The pressure of the studied rocks, on the base of chemical data of magnesio-hornblende, ranges from 1.5 to 1.75 kbar, which is equal to the depth of about 5.5-6.5 km. The overall field, petrography and mineral chemistry data support the I-type calc-alkaline nature of the studied granitoid, which formed during high oxygen fugacity and volcanic arc, and subduction is suggested for its formation environment.

کلیدواژه‌ها [English]

  • Mineral Chemistry
  • Thermobarometry
  • I-type granitoid
  • Ghaleh Yaghmesh
  • Urumieh-Dokhtar

در دهه‏‌های اخیر، با پیشرفت چشمگیری که در زمینه روش‌های تجزیه زمین‌شیمیایی روی داده است، از ترکیب کانی‏‌های اصلی و فرعی سنگ‏‌ها برای بررسی سنگ‏‌شناسی و تفسیر سنگ‌زایی (پتروژنز) سنگ‏‌ها به‏‌خوبی بهره گرفته می‌شود (Sepahi Garoo et al., 2012; Sarjoughian et al., 2015; Hosseini et al., 2016). Leterrier و همکاران (1982) بر پایه ترکیب شیمیایی اکسیدهای اصلی کانی‏‌های فرومنیزین به بررسی سنگ‌زایی و جایگاه زمین‏‌ساختی ماگما‏‌های بازالتی پرداخته‌اند. همچنین، Giacomini و همکاران (2007) و Molina و همکاران (2005) از تلفیق داده‏‌های عناصر اصلی و کمیاب کانی‏‌ها، دانسته‌های ارزشمندی درباره فرایندهای سازندة ماگماهای گوناگون به‏‌دست آورده‌اند. به باور برخی پژوهشگران (Molina et al., 2005; Jacamon and Larsen, 2009;)، با بررسی ترکیب شیمیایی کانی‏‌ها تا اندازه‌ای به سرشت ماگمای میزبان پی برده می‌شود. همچنین، داده‏‌های تجزیه شیمیایی برخی کانی‏‌های فرعی و کمیاب (مانند: تورمالین و گارنت) کاربرد به‌سزایی در تفسیرهای سنگ‏‌شناسی دارد. با به‌کارگیری ترکیب شیمیایی کانی‏‌ها، افزون‌بر شناسایی سری ماگمایی، به نوع پهنه زمین‌ساختی، شرایط دمافشارسنجی و ژرفای پیدایش ماگما پی برده می‌شود. ارزیابی ژرفای جایگیری توده‏‌های نفوذی دانسته‌های ارزشمندی درباره فرایندهای زمین‌ساختی روی‌داده در پهنه‌های کوهزایی فراهم می‏‌کند (Zhang et al., 2006).

از بررسی‏‌های علمی انجام‌شده روی این منطقه و مناطق کنار آن بررسی‌های Amidi (1989)، Khoddami (1998)، Loqhmani Dastjerdi (2001) و Fazeli (2010) نام برده می‌شود.

کمبود شمار داده‌های تجزیه شیمیایی پیشین برای کانی‏‌ها و دربرنگرفتن گسترة ترکیبی سنگ‏‌های این منطقه (Loqhmani Dastjerdi, 2001) نگارندگان را بر آن داشت تا از داده‌های تجزیه‌ای فراگیر‏‌تر و به‌روزترِ کانی‏‌های پلاژیوکلاز، آمفیبول، بیوتیت و پیروکسن بهره بگیرند و به بررسی ویژگی‏‌های ماگمای سازندة سنگ‏‌های توده گرانیتوییدی قلعه یغمش، پهنه زمین‌ساختی، ارزیابی شرایط فشار – دمای تبلور و نیز ژرفای جایگیری توده گرانیتوییدی بپردازند.

 

زمین‏‌شناسی منطقه

منطقه قلعه یغمش بخشی از ناحیه سرو بالا است که در استان اصفهان و جنوب نایین جای دارد. در بخش باختری این ناحیه، بادزن‏‌های آبرفتی بزرگ و تپه‏‌های کوچکی از سنگ‏‌های آتشفشانی دیده می‌شوند که به فرونشست گاوخونی می‌رسد (Amidi, 1989).

منطقه قلعه یغمش در نزدیکی پهنه گسلی نایین- سورک، با روند شمال‌باختری- جنوب‌خاوری جای دارد و بخشی از پهنه گسلی بزرگ نایین- دهشیر است (Amidi, 1989). کشیدگیِ بیرون‏‌زدگیِ بخش‌های کناریِ منطقة بررسی‏‌شده نسبت به راستای گسل نایین- سورک نشان می‏‌دهد که گسل‏‌های بزرگی که شاخه‏‌های فرعی گسل نایین- سورک بوده‌اند جدا‏‌شدن این واحد‏‌های سنگی از دشت‏‌های کناری را در پی داشته‌اند (Amidi, 1989). پراکندگی گسل‏‌های رسم شده در منطقه بررسی‏‌شده نشان از گسترش سه دسته گسل با راستاهای شمالی- جنوبی، شمال‌خاوری- جنوب‌باختری و شمال‌باختری- جنوب‌خاوری دارد (شکل 1- B) (Nadimi، گفته شفاهی). برپایه شدت دگرریختی‏‌های شکنندة گسلی در این منطقه و پراکندگی‏‌های گوناگون و الگوی پراکندگی گسل‏‌ها (که در برابر بالاآمدن سنگ‏‌های نفوذی گسترش معنا‏‌داری ندارند) چنین برداشت می‌شود که سنگ‌های ماگمایی در هنگام جابجایی‌های زمین‌ساختی پیشین در زیر پوسته جای گرفته‌اند، سپس جابجایی‏‌های پایانی در منطقه، خردشدگی شدید زمین‌ساختی و جای‌گرفتن آنها در بلندایی بالاتر از بخش‌های پیرامون را در پی داشته‌اند (Nadimi، گفته شفاهی). هیچ هاله دگرگونی در پیرامون توده آذرین درونی به‌چشم نمی‏‌خورد. تنها برخی کانی‏‌های توده آذرین درونی خردشدگی دارند. این پدیده نشان‌دهندة تأثیر‏‌گذاری جنبش‏‌های زمین‌ساختی بر بالاآمدن توده آذرین درونی در میان سنگ‏‌های آتشفشانی این منطقه است (Loqhmani Dastjerdi, 2001).

 

بررسی‌های صحرایی

رخنمون‏‌های درونی و بیرونی توده آذرین قلعه یغمش در کرانه بخش باختری استان یزد و در باختر منطقه سرو بالا جای داشته و گسترشی نزدیک به 50 کیلومتر مربع دارند. این منطقه میان طول‏‌های جغرافیایی خاوری '0o53 تا ''18'8o53 و عرض‏‌های جغرافیایی شمالی ''52'19o32 تا ''27'27o32 است (Amidi, 1989).

برپایه رده‏‌بندی Aghanabati (1998)، این منطقه بخشی از بخش میانی پهنه ماگمایی ارومیه- دختر است (شکل 1- A). پهنه ماگمایی ارومیه- دختر در پی فرورانش پوسته اقیانوسی نئوتتیس به زیر ایران مرکزی پدید آمده است. در منطقه بررسی‌شده، توده‏‌های آذرین درونی با ترکیب دیوریت، کوارتزدیوریت، تونالیت، گرانودیوریت و گرانیت به سن الیگوسن (Amidi, 1989) و به شکل حلقوی‌وار (کالدرا مانند) بررسی ‌شده‌اند. این سنگ‏‌ها درون سنگ‏‌های آتشفشانی (با ترکیب ریولیت و ریوداسیت) و سنگ‏‌های آذرآواری (از نوع توف‌آندزیتی، ریوداسیتی و ریولیتی به سن ائوسن) نفوذ کرده‏‌اند (شکل‌های 1- B و 2- A) (Amidi, 1989). آندزیت‏‌ها و ریولیت‏‌ها حجم گسترده‌ای از منطقه را دربرگرفته‏‌اند. تونالیت و گرانودیوریت در بخش شمالی و کوارتزدیوریت‏‌ها در بخش جنوبیِ توده آذرین درونی واقع شده‏‌اند. در بخش مرکزی توده آذرین درونی در نقشه، واحد گرانیت شناسایی شد اما در نمونه‏‌های برداشتی از منطقه، این سنگ‏‌ها یافت نشدند. در بخش جنوبی منطقه، سنگ‏‌های کنگلومرا با سن نئوژن رخنمون دارند.

انکلاوها با ترکیب کوارتزدیوریت، بیضوی‌شکل و با بزرگی 12ـ5 سانتیمتر درون تونالیت و گرانودیوریت‏‌های بررسی‏‌شده یافت می‏‌شوند. این انکلاوها، در برابر سنگ‏‌های دربرگیرنده خود، دارای رنگ خاکستری تیره‏‌تر و بافت ریز‌دانه‏‌تر هستند. برپایه Cobbing (2003) آنها از نوع انکلاوهای میکروگرانولار مافیک دانسته می‌شوند. مرز انکلاوها با سنگ میزبان خود آشکار است. هاله واکنشی میان آنها و سنگ دربرگیرنده‏‌شان دیده نمی‌شود و به‏‌سختی از سنگ میزبان خود جدا می‏‌شوند (شکل 2-B ). برپایه Barbarin (1990)، این نوع از انکلاوها نشانة رخداد پدیده آمیزش ماگمایی دانسته می‌شوند و بیشتر پیامد تبلور ماگمایی مافیک هستند که به درون ماگمای فلسیک راه یافته‌اند.

 

 

شکل 1- A) نقشه ساده‌شده پهنه‌بندی ساختاری ایران (Aghanabati, 1998)؛ B) نقشه زمین‏‌شناسی ساده‌شده منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد) برپایه نقشه زمین‏‌شناسی 1:100000 سرو بالا (Amidi, 1989) با اندکی تغییرات

 

 

شکل 2- A) نفوذ تونالیت در میان داسیت‏‌ها در منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد)؛ B) انکلاو میکروگرانولار مافیک درون گرانودیوریت‏‌های قلعه یغمش



روش انجام پژوهش

پس از بازدید و بررسی صحراییِ واحدهای گوناگون سنگی، به برداشت نمونه از آنها پرداخته شد. نمونه‏‌برداری بر‌پایه ویژگی‌هایی مانند اندازه‏‌ دانه‏‌ها، رنگ، کانی‏‌شناسی، دست‌نخوردگی و یا هوازدگی نمونه‏‌ها انجام شد. از نمونه‏‌های برداشت‌شده، بیش از 50 مقطع نازک ساخته و سنگ‌نگاری آنها زیر میکروسکوپ پلاریزان بررسی شد. برای بررسی ترکیب شیمیایی کانی‏‌ها، از 8 نمونه از سنگ‏‌های آذرین درونی و انکلاوهای منطقه قلعه یغمش مقطع نازک صیقلی ساخته شد. کانی‌ها با دستگاه تجزیه ریزکاو الکترونی یا EPMA (مدل JXA-8230، با ولتاژ 15 کیلوالکترون‌ولت) در گروه مهندسی زمین‏‌شناسیِ دانشگاه آنکارا (ترکیه) تجزیه شدند. این تجزیه‌ها عبارتند از: 7 نمونه آمفیبول، 18 نمونه پلاژیوکلاز، 3 نمونه بیوتیت و 4 نمونه کلینوپیروکسن که از بخش‌های گوناگون بلور کانی‌‏‌ها انجام شدند. داده‌های به‌دست‌آمده برگزیده در جدول‌های 1 تا 5 آورده شد‌ه‌اند. در بررسی شیمی کانی‏‌ها، از نرم‏‌افزار Minpet (نسخه 02/2) برای به‌دست‌آوردن فرمول ساختاری، Fe2+و Fe3+ و عضو‏‌های نهایی کانی‏‌ها، رده‌بندی کانی‏‌ها و رسم نمودار‏‌های گوناگون بهره‌ گرفته شد. افزون‌براین، نرم افزارCorel Presentation (نسخه 10) نیز برای رسم نمودار کانی‏‌ها به‌کار رفت.

 

سنگ‌نگاری

(الف) سنگ‏‌های آذرین درونی:

از دیدگاه سنگ‏‌شناسی طیفی از کوارتزدیوریت، تونالیت و گرانودیوریت در توده آذرین درونی منطقه قلعه یغمش دیده می‏‌شود. این سنگ‏‌ها بافت ریز (کوارتزدیوریت) تا متوسط (تونالیت و گرانودیوریت) دارند. پلاژیوکلاز، آمفیبول سبز، بیوتیت، کوارتز، ارتوکلاز و کلینوپیروکسن (تنها در کوارتزدیوریت‏‌ها) از کانی‏‌های اصلی این سنگ‏‌ها هستند. زیرکن خود‏‌شکل تا گردشده، آپاتیت منشوری تا سوزنی، تورمالین و کانی‏‌های کدر از کانی‏‌های فرعی بوده و کلریت، اپیدوت، سریسیت و کلسیت از کانی‏‌های ثانویه هستند. بافت این سنگ‏‌ها بیشتر گرانولار، پورفیروییدی و پویکیلیتیک (poikilitic) است. از بافت‏‌های دیگر، بافت آپلیتی، کاتاکلاستیک و ساروجی نام برده می‌شود. جدا از کوارتزدیوریت که در آن کلینوپیروکسن یافت می‏‌شود، کانی‏‌شناسی در بیشتر سنگ‏‌های دیگر توده آذرین درونی قلعه یغمش همانند یکدیگر است و تنها در درصد کانی‏‌ها با یکدیگر متفاوت هستند. کوارتزدیوریت، در برابر تونالیت/گرانودیوریت، کوارتز و ارتوکلاز کمتر و کانی‏‌های فرومنیزین بیشتری دارد.

(1) کوارتزدیوریت: پلاژیوکلاز با فراوانی بیش از 50 درصد حجمی، شکل‏‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار است و ماکل پلی‌سنتتیک و منطقه‌بندی دارد. برخی پلاژیوکلازها دگرسان شده و به سریسیت، کلسیت و اپیدوت تجزیه شده‏‌اند. آمفیبول اصلی‏‌ترین کانی مافیک این سنگ‏‌ها است و فراوانی 20 تا 30 درصد حجمی دارد. این کانی به دو صورت اولیه و ثانویه دیده می‌شود: آمفیبول‏‌های اولیه به‏‌صورت بلورهای شکل‏‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار هستند و گاه به کلریت، اپیدوت و اکسید آهن تجزیه شده‏‌اند. در برخی نمونه‏‌ها، این کانی از اورالیتی‌شدن کلینوپیروکسن پدید آمده است. برخی آمفیبول‏‌ها به خوردگی شیمیایی دچار شده‌اند. بیوتیت‏‌ها که با فراوانی 5 تا 10 درصد حجمی و به‏‌صورت نیمه‌شکل‏‌دار و ثانویه دیده می‏‌شوند، گاه به کلریت و کانی‏‌های کدر تجزیه شده‏‌اند. کوارتزها به‏‌صورت بی‏‌شکل، با فراوانی نزدیک به 5 تا 10 درصد حجمی و پر‏‌کننده فضاهای میان کانی‏‌های دیگر هستند. ارتوکلاز یا به مقدار بسیار کم و یا اصلاً در این سنگ‏‌ها دیده نمی‌شود. در برخی کوارتزدیوریت‏‌ها، کلینوپیروکسن شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار بوده و فراوانی آن 20 تا 25 درصد حجمی کانی‏‌های سازندة سنگ است. اورالیتی‌شدن و خوردگی شیمیایی نیز گاه در این کانی به‌چشم می‏‌خورد (شکل 3- A).

 

 

 

 

 

شکل 3 تصویرهای سنگ‌نگاری از گرانیتوییدها و انکلاوهای منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد) در نور XPL: A) بلور کلینوپیروکسن خورده‌شده در کوارتزدیوریت که به کلسیت و کانی کدر تجزیه شده است؛ B) خوردگی در حاشیه کانی پلاژیوکلاز (تونالیت)؛ C) بافت تخته‌شطرنجی در پلاژیوکلاز که در آن بخش‌های تیره‌رنگ (آندزین)، در پی تأثیر فاز سدیم‌دار به بخش‌های روشن (الیگوکلاز) تغییر کرده است؛ D) بیوتیت تجزیه‌شده به کلریت و کانی کدر با میانبار زیرکن و بافت گرانولار (تونالیت)؛ E) آمفیبول با خوردگی شیمیایی و بافت پویکیلیتیک به‌همراه پدیده ریزدانه‌شدن کوارتز و پیدایش بافت کاتاکلاستیک (گرانودیوریت)؛ F) بافت پورفیروییدی در انکلاو (مخفف نام کانی‌ها برپایه Whitney و Evans (2010) است: Cpx: کلینوپیروکسن؛ Cal: کلسیت؛ Opq: کانی کدر؛ Pl: پلاژیوکلاز؛ Ep: اپیدوت؛ Bt: بیوتیت؛ Chl: کلریت؛ Zrn: زیرکن؛ Amp: آمفیبول؛ Qz: کوارتز؛ And: آندزین؛ Oli: الیگوکلاز)


 


(2) تونالیت: پلاژیوکلاز به‏‌صورت شکل‏‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار، دارای ماکل پلی‌سنتتیک و گاه دارای منطقه بندی است. فراوانی این کانی از 25 تا 30 درصد حجمی متغیر است و در پی دگرسانی بیشتر به کانی‏‌های گروه میکا (سریسیت) و سوسوریت (کلسیت و اپیدوت) تجزیه شده است. برخی سریسیت‏‌ها در پی تبلور دوباره جای خود را به مسکوویت داده‏‌اند. کناره‌های برخی بلورهای پلاژیوکلاز گردشدگی و خوردگی شیمیایی دارد (شکل 3- B). در برخی پلاژیوکلازها، خردشدگی و خمیدگیِ صفحه ماکل دیده می‏‌شود. بافت تخته شطرنجی گاه در برخی تونالیت‌ها دیده می‏‌شود. در این بافت بخش‌‌های تیره‌رنگ، آندزین هستند و در پی تأثیر فاز سدیم‌دار به الیگوکلاز (بخش‌های روشن) تغییر ترکیب داده‌اند (Fazeli, 2017) (شکل 3-C). بلورهای شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار آمفیبول دارای فراوانی 30 تا 40 درصد حجمی هستند. آمفیبول‏‌ها به دو صورت اولیه و ثانویه هستند و گاه به کلریت و اپیدوت تجزیه شده‏‌اند. کانی‏‌های کدر از میانبار‏‌های رایج درون این کانی هستند. گاه در کناره‌های بلورهای آمفیبول‏‌ خوردگی شیمیایی دیده می‏‌شود. کوارتز با فراوانی 20 تا 30 درصد حجمی بوده و گاه دارای خاموشی موجی، کناره‌های خورده‌شده و خوردگی خلیجی است. میانبارهای آپاتیتِ سوزنی‌شکل، پلاژیوکلاز و بیوتیت در این فاز دیده می‏‌شوند. برخی نمونه‏‌ها دارای کوارتز‏‌های ریز و درشت هستند که پیدایش بافت کاتاکلاستیک و ساروجی را در پی داشته‏‌اند. فراوانی بلورهای شکل‏‌دار تا بی‏‌شکل بیوتیت‏‌ها نزدیک به 10 درصد حجمی است. این کانی چندرنگی زرد تا سرخ مایل به قهوه‏‌ای نشان می‌دهد. بیشتر بیوتیت‏‌ها به کلریت و اکسیدهای آهن-تیتانیم تجزیه شده‏‌اند و گاه دارای میانبار‏‌های آپاتیت و زیرکن هستند (شکل 3- D). بلورهای نیمه‌شکل‏‌دار تا بی‏‌شکل ارتوکلاز فراوانی کمی دارند. در پی فرایند کائولینیتی‌شدن سطح این کانی کدر شده و در نور عادی دارای رنگ قهوه‏‌ای مات است.

 

(3) گرانودیوریت: پلاژیوکلاز شکل‏‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار است و با فراوانی آن 30 تا 40 درصد حجمی یافت می‏‌شود. این کانی بیشتر دگرسان شده و به‏‌ویژه در بخش مرکزی بلورها به اپیدوت، سریسیت و کلسیت تبدیل شده است. منطقه‏‌بندی نیز از ویژگی‏‌های دیگر این کانی است. بلورهای آمفیبول شکل‏‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار هستند و با فراوانی 15 تا 20 درصد حجمی یافت می‏‌شوند. خوردگی شیمیایی نیز در این کانی به‌چشم می‏‌خورد. ماکل کارلسباد که گاه در آمفیبول‌ها به‏‌خوبی دیده ‌می‌شود نشان‌دهندة اولیه‌بودن آن است (شکل 3- E). کوارتزها که بی‏‌شکل و گاه دارای خاموشی موجی هستند نزدیک‌ به 20 تا 30 درصد حجمی این سنگ‏‌ها را می‌سازند. پدیده ریزدانه‌شدن در این کوارتزها به‌چشم می‏‌خورد (شکل 3- E). ارتوکلاز به‏‌صورت نیمه‌شکل‏‌دار تا بی‏‌شکل یافت می‏‌شود و دامنه فراوانی آنها از 10 تا 15 درصد است. سطوح برخی ارتوکلازها در پی تجزیه به مواد رسی غبارآلود دیده می‏‌شود. بیوتیت در این سنگ‏‌ها نیمه‌شکل‏‌دار و از نوع ثانویه است. این کانی به‌رنگ قهوه‏‌ای مایل به سرخ و با فراوانی 7 تا 10 درصد حجمی دیده می‏‌شود. تجزیه بیوتیت‏‌ها آزادشدن اکسید آهن و پیدایش کلریت را در پی داشته است.

 

کانی‏‌های فرعی: گرانیتوییدهای قلعه یغمش دارای کانی‏‌های فرعی یکسانی هستند. در اینجا به بررسی میکروسکوپی آنها پرداخته می‌شود. بلورهای آپاتیت به‏‌صورت منشورهای کوتاه، سوزن‏‌های کوتاه و کشیده و گاه به‏‌صورت تجمعاتی از بلورهای نیمه‌شکل‏‌دار هستند. میانبار‏‌های این کانی در پلاژیوکلاز، آمفیبول، بیوتیت و کوارتز یافت می‏‌شوند. زیرکن بیشتر به‏‌صورت بلورهای شکل‏‌دار و کشیده دیده می‏‌شود. این کانی هم به‏‌صورت جدا و هم به‏‌صورت میانبار‏‌هایی درون پلاژیوکلاز، آمفیبول و بیوتیت دیده می‏‌شود (شکل 3- D). در برخی نمونه‏‌های سنگ‏‌های گرانیتوییدی، تورمالین به‏‌صورت بلورهای بی‏‌شکل و خورشیدی‌شکل (سوزنی) یافت می‏‌شود.

 

(ب) انکلاوهای میکروگرانولار مافیک:

قطعات سنگ‏‌های خارجی که توسط سنگ‏‌های دیگر در بر گرفته شده‏‌اند، انکلاو نامیده می‏‌شوند (Didier and Barbarin, 1991). به باور Clarke (1992)، بیشتر سنگ‏‌های گرانیتوییدی دارای انکلاوهای میکروگرانولار مافیک هستند. برپایه Vernon (1990) و Barbarin (2005)، انکلاوهای میکروگرانولار مافیک مجموعه‏‌های کانیایی مافیک، کمابیش ریزدانه، معمولاً بیضوی‌شکل و دارای ساختارهای ریز تیپیک آذرین هستند. تونالیت‏‌ها و گرانودیوریت‏‌ها در منطقة بررسی‌شده دارای انکلاوهایی هستند که ترکیب کوارتزدیوریت دارند. بافت میکروگرانولار و پورفیروییدی از بافت‏‌های غالب در آنهاست. جدا از اندازه، فراوانی و شکل متفاوت، اگرچه ترکیب انکلاوها کمابیش با ترکیب سنگ میزبان خود همسان است، کانی‏‌های فرومنیزین (آمفیبول و بیوتیت) فراوان‏‌تری در آنها دیده می‏‌شود. فراوان‏‌ترین کانی‏‌های این سنگ‏‌ها پلاژیوکلاز و کانی‏‌های فرومنیزین هستند. آمفیبول، در برابر بیوتیت، فراوانی بیشتری دارد. پلاژیوکلازها با فراوانی بیش از 50 درصد حجمی، به‏‌صورت بلورهای شکل‏‌دار تا نیمه‌شکل‏‌دار و دارای منطقه‏‌بندی و به‏‌صورت کشیده یافت می‏‌شوند. در انکلاوهای با بافت پورفیروییدی، بلورهای درشت پلاژیوکلاز در میان بلورهای پلاژیوکلاز، آمفیبول، بیوتیت و کوارتز، با اندازه متوسط تا ریز جای گرفته‏‌اند (شکل 3- F). این کانی گاه به سریسیت، اپیدوت و کلسیت تجزیه شده است. بلورهای شکل‏‌دار تا نیمه‏‌شکل‏‌دار آمفیبول، 30 تا 40 درصد حجم سنگ را در بر گرفته‌اند. این کانی‌ها گاه با کلریت و اپیدوت جایگزین شده‏‌اند. بیوتیت به‏‌صورت نیمه‏‌شکل‏‌دار و بی‏‌شکل و با فراوانی 5 تا 8 درصد حجمی دیده می‏‌شود. این کانی گاه جای خود را به کلریت و کانی‏‌های کدر داده است. کوارتز با فراوانی کمتر از 7 درصد حجمی و به‏‌صورت بی‏‌شکل، فضاهای خالی را پر کرده است. ارتوکلاز در انکلاوهای بررسی‏‌شده کمیاب است و یا اصلاً دیده نمی‌شود؛ اما در صورت وجود به‏‌صورت فازهای میان‌دانه‏‌ای و بی‏‌شکل یافت می‏‌شود. در برخی انکلاوها، کلینوپیروکسن فراوانی 15 تا 20 درصد حجمی دارد. زیرکن، آپاتیت، تورمالین و کانی‏‌های کدر از فازهای فرعی هستند.

 

شیمی کانی‌ها

پلاژیوکلاز: برپایه نمودار پیشنهادیِ Deer و همکاران (1992)، ترکیب پلاژیوکلازهای بررسی‏‌شده در گرانودیوریت دارای آنورتیت برابر با40/44-50/25 درصد مولی با گسترة ترکیبی الیگوکلاز تا لابرادوریت (بیشتر آندزین) است. در تونالیت، آنورتیتِ پلاژیوکلازها از 10/50 تا 10/43 درصد مولی است و در گسترة آندزین تا لابرادوریت (بیشتر آندزین) جای دارند. در کوارتزدیوریت، پلاژیوکلازها دارای 50/64-10/40 درصد مولی آنورتیت هستند و در گسترة آندزین تا لابرادوریت جای گرفته‌اند. در انکلاوها پلاژیوکلاز دارای 20/54-30/29 درصد مولی آنورتیت است و ترکیب آن در گسترة آندزین تا لابرادوریت (به‌طور اصلی آندزین) است (جدول 1؛ شکل 4- A). داده‌های تجزیه‏ ریزکاو الکترونی از لبه بلورهای پلاژیوکلازها تا لبه دیگر آنها نشان‏‌دهندة منطقه‌بندی نوسانی در برخی از آنهاست (جدول 2؛ شکل 4- B). منطقه‌بندی نوسانی که نشانه نبود تعادل است در پی آمیزش ماگمایی روی می‌دهد (Shelley, 1993).

 

 

جدول 1- داده‌های تجزیه‏ ریزکاو الکترونی برای پلاژیوکلازهای برگزیدة گرانیتوییدها و انکلاوهای منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد)، به‌همراه فرمول ساختاری و اعضای نهایی به‌دست‌آمده برپایه 8 اتم اکسیژن

Rock type

Quartzdiorite

Tonalite

Granodiorite

MME* (Quartzdiorite)

SiO2

57.33

57.35

53.87

51.92

57.85

55.24

56.89

58.07

59.41

61.48

56.99

56.66

54.93

53.75

60.02

56.23

Al2O3

26.14

26.65

28.54

30.44

26.12

27.41

26.49

25.75

25.13

23.72

27.33

26.80

27.41

28.78

24.17

26.79

FeO*

0.34

0.41

0.35

0.37

0.34

0.33

0.32

0.33

0.19

0.24

0.27

0.27

0.30

0.28

0.26

0.28

BaO

0.03

0.00

0.03

0.02

0.08

0.00

0.06

0.01

0.05

0.00

0.00

0.03

0.10

0.09

0.00

0.06

CaO

8.50

9.05

11.16

12.86

8.67

10.43

9.25

8.77

6.91

5.22

8.62

9.17

10.58

11.97

6.85

9.80

Na2O

6.48

6.22

4.91

3.79

6.03

5.53

6.07

6.05

7.14

8.16

6.08

6.17

6.20

5.35

8.41

6.65

K2O

0.38

0.35

0.24

0.18

0.42

0.30

0.35

0.42

0.37

0.41

0.20

0.24

0.63

0.37

1.12

0.71

Total

99.20

100.03

99.10

99.58

99.51

99.24

99.43

99.40

99.20

99.23

99.49

99.34

100.15

100.59

100.83

100.52

Si

2.59

2.58

2.46

2.37

2.61

2.51

2.57

2.62

2.67

2.75

2.56

2.56

2.49

2.43

2.68

2.53

Al

1.39

1.41

1.53

1.63

1.39

1.47

1.41

1.37

1.33

1.25

1.45

1.43

1.46

1.53

1.27

1.42

Fe2+

0.01

0.02

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

Fe3+

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ba

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.51

0.58

0.33

0.47

Ca

0.41

0.44

0.55

0.63

0.42

0.51

0.45

0.42

0.33

0.25

0.42

0.44

0.55

0.47

0.73

0.58

Na

0.57

0.54

0.43

0.34

0.53

0.49

0.53

0.53

0.62

0.71

0.53

0.54

0.04

0.02

0.06

0.04

K

0.02

0.02

0.01

0.01

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.01

0.01

5.07

5.05

5.08

5.06

Cations

5.01

5.00

5.00

4.99

4.98

5.01

5.00

4.97

4.99

4.99

4.98

5.00

2.49

2.43

2.68

2.53

Albite

56.70

54.30

43.70

34.40

54.40

48.20

53.20

54.10

63.70

72.20

55.40

54.20

49.80

43.80

65.00

53.10

Anorthite

41.10

43.70

54.90

64.50

43.10

50.10

44.80

43.40

34.10

25.50

43.50

44.40

46.90

54.20

29.30

43.20

Orthoclase

2.20

2.00

1.40

1.00

2.50

1.70

2.00

2.50

2.20

2.30

1.10

1.40

3.30

2.00

5.70

3.70

Name

And**

And

Lab*

Lab

And

Lab

And

And

And

Oli*

And

And

And

Lab

And

And

*MME: Mafic Microgranular Enclave; **And: andesine, Lab: labradore, Oli: oligoclase

 

 

شکل 4- ترکیب پلاژیوکلازها در سنگ‏‌های آذرین درونی قلعه یغمش (باختر استان یزد) در: A) نمودار رده‌بندی فلدسپارها (Deer et al., 1992)؛ B) نمودار نشان‌دهندة منطقه‌بندی پلاژیوکلاز در تونالیت‏ (فراوانی آنورتیت از یک لبه تا لبه دیگر بلور فلدسپار تغییر نوسانی دارد)

جدول 2- داده‌های تجزیه‏ ریزکاو الکترونی برای پلاژیوکلازهای تونالیتِ منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد) (نمونه Gh46)، به‌همراه فرمول ساختاری و اعضای نهایی به‌دست‌آمده برپایه 8 اتم اکسیژن

Location

Rim

 

 

 

 

Core

 

Rim

 

 

 

 

 

SiO2

56.42

58.48

56.46

56.93

56.47

56.16

55.46

57.75

54.94

56.61

56.35

56.83

59.63

Al2O3

27.37

26.13

26.93

26.93

27.29

27.58

28.18

26.67

29.09

27.47

27.79

27.36

25.32

FeO*

0.27

0.15

0.20

0.33

0.36

0.26

0.33

0.26

0.30

0.31

0.56

0.40

0.19

BaO

0.07

0.00

0.01

0.01

0.00

0.02

0.03

0.00

0.00

0.05

0.05

0.02

0.03

CaO

9.01

8.30

9.42

8.84

8.84

9.23

9.59

7.35

10.10

8.86

9.08

8.06

6.43

Na2O

6.11

6.26

5.93

6.17

6.02

5.66

5.54

6.29

5.23

6.23

5.84

6.25

7.83

K2O

0.24

0.24

0.21

0.26

0.20

0.20

0.19

0.68

0.16

0.26

0.20

0.22

0.41

Total

99.49

99.56

99.16

99.47

99.18

99.11

99.32

99.00

99.82

99.79

99.87

99.14

99.84

Si

2.55

2.62

2.56

2.57

2.55

2.54

2.51

2.48

2.55

2.54

2.57

2.67

2.67

Al

1.46

1.38

1.44

1.43

1.45

1.47

1.50

1.54

1.46

1.47

1.46

1.33

1.33

Fe2+

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.02

0.02

0.01

0.01

Fe3+

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ba

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ca

0.44

0.40

0.46

0.43

0.43

0.45

0.47

0.49

0.43

0.44

0.39

0.31

0.31

Na

0.54

0.54

0.52

0.54

0.53

0.50

0.49

0.46

0.54

0.51

0.55

0.68

0.68

K

0.01

0.01

0.01

0.02

0.01

0.01

0.01

0.01

0.02

0.01

0.01

0.02

0.02

Cations

5.00

4.97

4.99

4.99

4.99

4.98

4.99

4.98

5.00

4.99

4.99

5.02

5.02

Albite

54.30

56.80

52.60

55.00

54.50

52.00

50.50

47.90

55.20

53.10

57.60

67.20

67.20

Anorthite

44.30

41.70

46.20

43.50

44.20

46.80

48.30

51.20

43.30

45.70

41.10

30.50

30.50

Orthoclase

1.40

1.50

1.20

1.50

1.20

1.30

1.10

0.90

1.50

1.10

1.40

2.30

2.30

XAn

0.44

0.42

0.46

0.44

0.44

0.47

0.48

0.51

0.43

0.46

0.41

0.31

0.31

XOr

0.01

0.02

0.01

0.02

0.01

0.01

0.01

0.01

0.02

0.01

0.01

0.02

0.02

Name

And*

And

And

And

And

And

And

And

And

And

And

And

And

*And: andesine

 


آمفیبول: برپایه Leake و همکاران (1997)، آمفیبول‏‌های بررسی‏‌شده با 1≤(Ca+Na)B و 1.5<CaB از گروه آمفیبول‏‌های کلسیک هستند. در رده‏‌بندی Leake و همکاران (1997)، این آمفیبول‏‌ها در زیر‏‌گروه منیزیوهورنبلند جای دارند (جدول 3؛ شکل 5).

 

 

شکل 5- ترکیب آمفیبول‏‌هایِ گرانیتوییدها و انکلاوهای منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد) در نمودار رده‏‌بندی آمفیبول‏‌ها برپایه Leake و همکاران (1997)

 

 

جدول 3- داده‌های تجزیه‏ ریزکاو الکترونی برای آمفیبول‏‌های برگزیدة گرانیتوییدها و انکلاوهای منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد)، به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برپایه 23 اتم اکسیژن

Rock type

Quartzdiorite

Tonalite

Granodiorite

MME (Quartzdiorite)

SiO2

47.89

48.05

47.59

48.78

47.74

47.78

47.93

47.52

48.08

48.86

48.66

47.61

46.89

47.93

46.75

47.19

TiO2

1.37

1.51

1.36

1.26

1.48

1.35

1.36

1.36

1.44

1.28

1.33

1.52

1.89

1.69

2.23

1.94

Al2O3

5.59

5.77

5.88

5.20

5.54

5.46

5.44

5.55

5.58

5.22

5.22

5.64

6.37

5.07

5.99

5.81

Cr2O3

0.01

0.00

0.03

0.01

0.01

0.02

0.02

0.04

0.00

0.00

0.00

0.02

0.07

0.00

0.01

0.03

FeO*

11.90

11.18

11.61

11.46

12.54

12.06

12.40

12.64

14.35

13.70

13.20

14.15

12.7

13.29

13.66

13.2

MnO

0.26

0.25

0.28

0.32

0.22

0.21

0.29

14.36

0.29

0.34

0.28

0.29

0.43

0.51

0.41

0.45

MgO

15.20

15.23

15.36

15.70

14.89

14.79

14.82

0.25

13.93

14.34

14.20

13.79

16.58

16.99

16.27

16.66

CaO

10.91

11.22

11.17

10.80

11.20

11.23

11.18

11.34

10.24

10.69

10.34

10.56

11.54

10.89

10.96

11.13

Na2O

1.05

1.17

1.22

1.00

1.16

1.12

1.13

1.24

1.45

1.32

1.43

1.49

1.29

1.32

1.53

1.38

K2O

0.39

0.41

0.36

0.29

0.43

0.45

0.36

0.44

0.50

0.43

0.52

0.48

0.64

0.67

0.80

0.70

H20

1.78

1.79

1.78

1.79

1.78

1.77

1.78

1.77

1.78

1.79

1.78

1.78

1.83

1.84

1.83

1.83

Total

96.34

96.58

96.61

96.60

96.98

96.22

96.69

96.47

97.64

97.97

96.96

97.31

100.16

100.2

100.43

100.29

Si

7.05

7.08

7.00

7.12

7.03

7.09

7.07

7.08

7.04

7.13

7.17

7.03

6.66

6.77

6.64

6.69

Ti

0.15

0.17

0.15

0.14

0.16

0.15

0.15

0.15

0.16

0.14

0.15

0.17

0.20

0.18

0.24

0.21

AlIV

0.95

0.92

1.00

0.88

0.96

0.91

0.93

0.92

0.96

0.87

0.83

0.97

1.07

0.84

1.00

0.97

AlVI

0.02

0.08

0.02

0.01

0.00

0.05

0.02

0.05

0.01

0.03

0.07

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

0.00

0.01

0.00

0.00

0.00

Fe2+

0.65

0.82

0.68

0.51

0.85

0.93

0.86

1.07

0.84

0.91

0.93

0.99

0.28

0.09

0.29

0.20

Fe3+

0.82

0.55

0.75

0.89

0.70

0.57

0.68

0.51

0.92

0.77

0.69

0.76

1.23

1.48

1.34

1.36

Mn

0.03

0.03

0.04

0.04

0.03

0.03

0.04

0.03

0.04

0.04

0.04

0.04

0.05

0.06

0.05

0.05

Mg

3.33

3.35

3.37

3.41

3.27

3.27

3.26

3.19

3.04

3.12

3.12

3.04

3.51

3.58

3.45

3.52

Ca

1.72

1.77

1.76

1.69

1.77

1.79

1.77

1.81

1.61

1.67

1.63

1.67

1.76

1.65

1.67

1.69

Na

0.30

0.33

0.35

0.28

0.33

0.32

0.32

0.36

0.41

0.37

0.41

0.43

0.36

0.36

0.42

0.38

K

0.07

0.08

0.07

0.05

0.08

0.09

0.07

0.08

0.09

0.08

0.10

0.09

0.12

0.12

0.15

0.13

Cations

15.093

15.182

15.175

15.025

15.180

15.194

15.159

15.251

15.112

15.125

15.138

15.187

15.226

15.13

15.235

15.195

Mg/(Mg+Fe2+)

0.84

0.80

0.83

0.87

0.79

0.78

0.79

0.75

0.78

0.78

0.77

0.75

0.93

0.98

0.92

0.95

Fe*/(Fe*+Mg)

0.31

0.29

0.30

0.29

0.32

0.31

0.32

0.33

0.37

0.35

0.34

0.37

0.30

0.31

0.32

0.31

Fe2+/(Fe2++Mg)

0.16

0.20

0.17

0.13

0.21

0.22

0.21

0.25

0.22

0.22

0.23

0.25

0.07

0.02

0.08

0.05

Altotal

0.97

1.00

1.02

0.89

0.96

0.96

0.95

0.97

0.96

0.90

0.91

0.98

1.07

0.84

1.00

0.97

Name

Mg-hb*

Mg-hb

Mg-hb

Mg-hb

Mg-hb

Mg-hb

Mg-hb

Mg-hb

Mg-hb

Mg-hb

Mg-hb

Mg-hb

Mg-hb

Mg-hb

Mg-hb

Mg-hb

*Mg-hb: Magnesio-hornblende


 


بیوتیت: داده‌هایتجزیه ریزکاو الکترونی بیوتیت‏‌های موجود در تونالیت، در جدول 4 آورده شده‏‌اند.سنگ‏‌های آذرین درونی و انکلاوهای بررسی‏‌شده بیوتیت اولیه ندارند و تنها تونالیت دارای بیوتیت اولیه است.

 

جدول 4- داده‌های تجزیه‏ ریزکاو الکترونی برای بیوتیت‏‌های برگزیدة تونالیت‌های منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد)، به‌همراه فرمول ساختاری به‌دست‌آمده برپایه 22 اتم اکسیژن

Rock type

Tonalite

SiO2

37.40

36.41

36.17

TiO2

3.59

4.41

4.25

Al2O3

11.05

12.37

11.96

Cr2O3

0.00

0.00

0.00

FeO

16.96

16.28

15.53

MnO

0.30

0.25

0.26

MgO

12.52

12.68

13.11

CaO

0.10

0.00

0.02

Na2O

0.11

0.10

0.10

K2O

8.05

8.81

8.80

H2O

3.35

3.38

3.35

Total

93.43

94.69

93.55

Si

5.51

5.30

5.32

AlIV

1.92

2.12

2.07

AlVI

0.00

0.00

0.00

Ti

0.40

0.48

0.47

Fe3+

0.00

0.00

0.00

Fe2+

2.09

1.98

1.91

Cr

0.00

0.00

0.00

Mn

0.04

0.03

0.03

Mg

2.75

2.75

2.88

Ca

0.02

0.00

0.00

Na

0.03

0.03

0.03

K

1.51

1.64

1.65

Cations

14.26

14.34

14.37

Fe2+/(Fe2++Mg)

0.43

0.42

0.40

Mg/(Fe2++Mg)

0.57

0.58

0.60

 

برای شناسایی نوع میکا در تونالیت‏‌های منطقه از نمودار Rieder و همکاران (1998) بهره گرفته شد که برپایه دو فاکتور Si و Fe# رسم شده است. نسبت 33/0=Fe2+/Fe2++Mg جداکنندة بیوتیت از فلوگوپیت است (شکل 6). همان‏گونه‌که در این شکل دیده می‏‌شود، میکاهای منطقه از نوع بیوتیت هستند.

 

 

شکل 6- رده بندی بیوتیت‏‌ها در تونالیت منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد) برپایه نمودار Si در برابر Fe2+/Fe2++Mg (Rieder et al., 1998)

 

کلینوپیروکسن: نمونه‏‌های کلینوپیروکسن کوارتزدیوریت و انکلاوهای با ترکیب کوارتزدیوریت در نمودار Q-J، در بخش پیروکسن‏‌های Quad جای می‏‌گیرند (شکل 7- A). نمونه‏‌هایی که در بخش Quad جای گرفته‌اند در نمودارWo-En-Fs  رده‏‌بندی می‌شوند. این نمودار برپایه نسبت‏‌های اتمی Ca، Fe (Fe2++Fe3++Mn) و Mg است (Morimoto, 1989). ترکیب کلینوپیروکسنِ کوارتزدیوریت‏‌های بررسی‏‌شده از نوع اوژیت و کلینوپیروکسنِ انکلاوها از نوع اوژیت تا دیوپسید است (جدول 5؛ شکل 7- B).

 

جدول 5- داده‌های تجزیه‏ ریزکاو الکترونی برای پیروکسن‏‌های برگزیدة کوارتزدیوریت‏‌ها و انکلاوها (با ترکیب کوارتزدیوریت) منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد)، به‌همراه فرمول ساختاری و اعضای نهایی به‌دست‌آمده برپایه 6 اتم اکسیژن

Rock type

Quartzdiorite

MME (Quartzdiorite)

SiO2

51.86

51.57

50.59

52.10

51.23

51.88

52.71

52.96

52.89

52.84

TiO2

0.44

0.60

0.62

0.45

0.42

0.49

0.15

0.19

0.21

0.19

Al2O3

2.12

1.89

3.52

1.33

1.68

2.13

0.74

0.73

0.77

0.76

Cr2O3

0.00

0.04

0.00

0.00

0.01

0.01

0.00

0.05

0.06

0.02

FeO*

9.81

10.52

10.06

10.30

10.96

9.82

9.10

9.20

9.00

8.73

MnO

0.38

0.44

0.33

0.40

0.41

0.35

0.33

0.34

0.33

0.38

MgO

14.69

14.46

13.85

14.32

14.25

15.51

14.05

14.17

14.14

14.20

CaO

19.92

20.09

20.31

19.94

19.85

19.02

22.28

22.04

22.06

21.89

Na2O

0.22

0.23

0.24

0.28

0.29

0.17

0.20

0.25

0.20

0.25

K2O

0.00

0.00

0.00

0.02

0.00

0.02

0.00

0.00

0.00

0.00

NiO

0.02

0.00

0.00

0.02

0.01

0.04

0.01

0.00

0.00

0.02

Total

99.46

99.84

99.52

99.16

99.11

99.44

99.57

99.93

99.66

99.28

Si

1.94

1.93

1.90

1.96

1.93

1.94

1.97

1.98

1.98

1.98

Ti

0.01

0.02

0.02

0.01

0.01

0.01

0.00

0.01

0.01

0.01

AlIV

0.06

0.07

0.11

0.04

0.07

0.06

0.03

0.02

0.02

0.02

AlVI

0.03

0.01

0.05

0.02

0.01

0.03

0.01

0.01

0.01

0.02

Cr

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Fe2+

0.29

0.29

0.28

0.31

0.29

0.29

0.26

0.27

0.27

0.27

Fe3+

0.02

0.04

0.04

0.01

0.06

0.02

0.03

0.02

0.01

0.01

Mn

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

0.01

Mg

0.82

0.81

0.77

0.80

0.80

0.86

0.78

0.79

0.79

0.79

Ca

0.80

0.81

0.82

0.80

0.80

0.76

0.89

0.88

0.88

0.88

Na

0.02

0.02

0.02

0.02

0.02

0.01

0.02

0.02

0.02

0.02

K

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Ni

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

0.00

Cations

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

4.00

Wollastonite

41.23

41.19

42.58

41.35

40.88

39.18

45.29

44.79

45.00

44.89

Enstatite

42.30

41.26

40.41

41.32

40.83

44.46

39.74

40.07

40.14

40.52

Ferrosilite

16.47

17.55

17.01

17.33

18.29

16.36

14.97

15.14

14.86

14.59

AlIV+Na

0.075

0.089

0.122

0.059

0.090

0.075

0.041

0.042

0.036

0.036

AlVI+2Ti+Cr

0.083

0.107

0.139

0.065

0.093

0.091

0.034

0.035

0.035

0.029

XPT

40.70

40.77

40.74

40.59

40.51

40.57

41.03

41.14

41.04

40.88

YPT

-27.26

-26.66

-26.70

-26.75

-26.29

-27.51

-27.59

-27.65

-27.67

-27.75

F1

-0.80

-0.82

-0.81

-0.81

-0.80

-0.78

-0.83

-0.83

-0.83

-0.83

F2

-2.48

-2.48

-2.45

-2.48

-2.45

-2.49

-2.43

-2.45

-2.45

-2.45

Name

augite

augite

augite

augite

augite

augite

augite-diopside

augite-diopside

augite-diopside

augite-diopside

 

 

شکل 7- ترکیب کلینوپیروکسن‏‌ها در سنگ‌های گرانیتوییدی منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد) در: A) نمودار Q-J (Morimoto, 1989)؛ B) نمودار سه‌تایی En-Wo-Fs (Morimoto, 1989) (Q=Ca+Mg+Fe2+؛ J=2Na±R3+؛R3+= Al, Fe3+, Cr3+, Sc3+)

 


ارزیابی فوگاسیته اکسیژن

(الف) برپایه ترکیب آمفیبول: میزان فوگاسیته یک ماگما به پهنه زمین‌ساختی بستگی دارد که ماگما در آن پدید آمده است. ماگمایی که در مرز صفحه‏‌های همگرا پدید می‏‌آید دارای فوگاسیته اکسیژن بالایی است و Mg و Fe3+ بالایی دارد (Ewart, 1979). برپایه رده‏‌بندی Anderson و Smith (1995)، مقدار Fe# میان صفر تا 6/0 نشان‏‌دهندة فوگاسیته بالای اکسیژن، مقدار 6/0 تا 8/0 نشان‌دهندة فوگاسیته متوسط اکسیژن و مقدار 8/0 تا 1 نشان‏‌دهندة فوگاسیته کم اکسیژن است. مقدار Fe# در آمفیبول‏‌های بررسی‏‌شده 02/0 تا 25/0 بوده و نشان‏‌دهندة فوگاسیته بالای اکسیژن است. به باور Anderson و Smith (1995) آمفیبول با ترکیب AlIV>0.75 و Fetotal/Fetotal+Mg>0.3 برای ارزیابی فوگاسیته اکسیژن کارامد است. آمفیبول‏‌های بررسی‏‌شده در نمودار AlIV در برابر Fe*/Fe*+Mg (شکل 8) در گستره فوگاسیته بالای اکسیژن جای می‏‌گیرند.

 

شکل 8- نمونه‏‌های آمفیبول در سنگ‌های گرانیتوییدی منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد) در نمودار پیشنهادیِ Anderson و Smith (1995)

 

(ب) برپایه ترکیب بیوتیت: ترکیب بیوتیت‏‌های ماگمایی از بیوتیت‏‌های دگرسانی متفاوت است. ساختار بیوتیت‏‌های ماگمایی (اولیه)، در برابر بیوتیت‏‌های ثانویه، آهن و تیتانیم بیشتری دارد؛ اما در بیوتیت‏‌های دگرسانی مقدار منیزیم بیشتر است (Deer et al., 1992). روند غنی‏‌شدگی از Fe2+ یا Mg در میکاها به فوگاسیته اکسیژن در هنگام تبلور بستگی دارد. به‏‌این‏‌صورت که میکاهای سرشار از Mg در شرایط اکسیدان و در پی فراوانی مگنتیت و میکاهای سرشار ازFe2+ در شرایط احیاء و به‌دنبال آن کمیاب‌بودن مگنتیت پدید می‌آیند (Deer et al., 1992). بیوتیت‏‌های بررسی‏‌شده در تونالیت، دارای MgO بالا و میزان Mg/Mg+Fe+Mn از 56/0 تا 60/0 هستند. ازاین‌رو، برپایه بررسی‌های Wones و Eugster (1965) و Castro و Stephen (1992)، در هنگام تبلور بیوتیت در تونالیت‏‌ها شرایط اکسیدان بوده است.

 

(پ) برپایه ترکیب کلینوپیروکسن: برای ارزیابی فوگاسیته اکسیژن ماگما در محیط تبلور کلینوپیروکسن، نمودار AlVI+2Ti+Cr در برابر Na+AlIV (Schweitzer et al., 1979) به‌کار برده شد (شکل 9).

 

 

شکل 9- تعیین فوگاسیته‏‌ی اکسیژن در محیط پیدایش کلینوپیروکسن‏‌های منطقه قلعه یغمش بر روی نمودار Na+AlVI در برابر AlIV+2Ti+Cr پیشنهادیِ Schweitzer و همکاران (1979)

برپایه این نمودار میزان آهن سه ظرفیتی پیروکسن‏‌ها از فوگاسیته اکسیژن محیط پیدایش آنها پیروی می‌کند و جای‌گرفتن نمونه‏‌ها در بالا یا زیر خط Fe3+=0 نشانة بالا یا پایین‌بودن فوگاسیته اکسیژن در محیط پیدایش پیروکسن‏‌هاست. برپایه این شکل، کوارتزدیوریت‏‌ها و انکلاوها در گسترة فوگاسیته اکسیژن بالا هستند. به باور Shelley (1993)،‌ تغییرات دمای ماگما در پی آمیزش ماگمایی فوگاسیته اکسیژن را تغییر می‌دهد.

 

دماسنجی

دماسنجی هورنبلند-پلاژیوکلاز: در سنگ‏‌های کالک‏‌آلکالن، معمولاً هورنبلند و پلاژیوکلاز همزیست هستند و از آنها برای دماسنجی بهره گرفته می‏‌شود (Holland and Powell, 1992; Holland, and Blundy, 1994). این روش یک زمین‌دماسنج تبادلی است که به فشار وابسته نیست. Holland و Blundy (1994) کالیبراسیونی را پیشنهاد کردند که در دماهای 400 تا 1000 درجه سانتیگراد و فشارهای 1 تا 15 کیلوبار به‌کار برده می‌شود. برپایه مدل محلول جامد، پژوهشگران یادشده دو زمین‌دماسنج پیشنهاد کرده‏‌اند که خطای آنها را برابر با °C75± دانسته‌اند:

(الف) واکنش ادنیت-ترمولیت (edenite+4quartz=tremolite+albite): این روش هنگامی‌ به‌کار می‌رود که آمفیبول و پلاژیوکلاز در همراهی با کوارتز باشند؛

(ب) واکنش ادنیت-ریشتریت (edenite+albite=richterite+anorthite): این واکنش در سنگ‏‌های بی کوارتز روی می‏‌دهد (Holland, and Blundy, 1994; Stein and Dietl, 2001).

برای نمونه‏‌های قلعه یغمش، دماسنج نخست به‌کار برده شد. داده‌های به دست‌آمده از این روش دماسنجی در جدول 6 آورده شده‌اند. همچنین، برای مقایسه با روش یادشده، از دماسنجی به‌روش کالیبراسیون Otten (1984) نیز بهره گرفته شد.

 

جدول 6- نتایج دماسنجی آمفیبول‏‌های منطقه قلعه یغمش

Samples

T°C (Blundy and Holland, 1990)

T°C (Otten, 1984)

Granodiorite

726

732

Tonalite

770

732

Quartzdiorite

814

729

MME

(Quartzdiorite)

901

801

 

دماسنجی کلینوپیروکسن: دماسنج پیشنهادیِ Soesoo (1997) برایدماسنجی کلینوپیروکسن‌هایِ کوارتزدیوریت‌ها و انکلاو‏‌ها به‌کار گرفته شد. کاربرد این دماسنج نشان‏‌دهندة دمای نزدیک‌به 1125-1100 درجه سانتیگراد برای کوارتزدیوریت و دمای نزدیک به 1125-1110 درجه سانتیگراد برای انکلاو است (شکل 10).

 

 

شکل 10- دمای 1125-1100 درجه سانتیگرادی برای پیدایش کلینوپیروکسن‏‌های منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد) در نمودار XPT در برابر YPT (Soesoo, 1997)

XPT= 0.446SiO2 + 0.l87TiO2- 0.404A12O3 + 0.346FeO(tot) -0.052MnO + 0.309MgO + 0.431CaO- 0.446Na2O

YPT= -0.369SiO2 + 0.535TiO2- 0.317A12O3 + 0.323FeO(tot) + 0.235MnO- 0.5l6MgO -0.167CaO- 0.l53Na2O

فشارسنجی

(الف) به‌کارگیری آمفیبول: کانی آمفیبول بهترین کانی برای دماسنجی و فشار‏‌سنجی در سنگ‏‌های آذرین کالک‏‌آلکالن است. این کانی در بازة دمایی (400 تا 1150) و فشاری (1 تا 23 کیلوبار) گسترده‌ای پایدار است (Leake et al., 1997; Stein and Dietl, 2001). آمفیبول‏‌های بررسی‏‌شده دارای Fe2+/(Fe2++Mg) برابر 02/0 تا 25/0 هستند و در بازه 0 تا 6/0 جای می‏‌گیرند (فوگاسیته اکسیژن بالا). ازاین‌رو، برای فشارسنجی کارامد هستند (Anderson and Smith, 1995).

برای محاسبه فشار از روش Schmidt (1992) بهره گرفته شد. در جدول 7، فشارهای به‌دست‌آمده با این فشارسنج برای سنگ‏‌های گوناگون نشان داده شده‏‌اند. مقدار Al کل در آمفیبول‏‌ها به غلظت اولیه (غلظت Al در سنگ مادر) وابسته نیست و به فشار محیط در هنگام پیدایش این کانی بستگی دارد. ازاین‌رو، از محتوای Al در بلورهای آمفیبول برای اندازه‌گیری فشار حاکم در هنگام تبلور این کانی بهره گرفته می‌شود. این فشار چه‌بسا نشان‏‌دهنده سطحی است که آمفیبول در آن متبلور می‏‌شود (نه فشاری که در آن توده گرانیتوییدی منجمد می‏‌شود)؛ زیرا حرکت به‌سوی بالا شاید پس از تبلور آمفیبول‏‌ها نیز همچنان ادامه داشته باشد (Ghent et al., 1991).

 

جدول 7- نتایج فشارسنجی و تعیین عمق تبلور آمفیبول‏‌های منطقه قلعه یغمش

Samples

P (kbar)

(Schmidt, 1992)

Depth (km)

Granodiorite

1.5

5.6

Tonalite

1.6

5.9

Quartzdiorite

1.7

6.2

MME (Quartz-diorite)

1.8

6.6

همچنین، برای ارزیابیفشار تبلور آمفیبول نمودار AlTotal در برابر Fe2+/(Fe2++Mg) به‌کار برده می‌شود. برپایه این نمودار، فشار کمتر از 2 کیلوبار برای نمونه‏‌ها ارزیابی می‏‌شود (شکل 11).

 

 

شکل 11- ترکیب آمفیبول‏‌ِ گرانیتوییدها و انکلاوهای قلعه یغمش (باختر استان یزد) در نمودار AlTotal در برابر Fe2+/(Fe2++Mg) (Schmidt, 1992)

 

با به‌کارگیری فشار به‌دست‌آمده ژرفای جایگیری ماگما پیش از بالاآمدن برآورد می‌شود. با این فرض که فشار در هنگام تبلور فنوکریست‏‌های آمفیبول، فشار همه‌جانبه لیتواستاتیک (ناشی از وزن سنگ‏‌های بالایی) بوده است، از رابطه P = ρ.h.g ژرفا (h) را به‌دست آورده می‌شود. چگالی (ρ) سنگ‏‌های سازندة پوسته قاره‏‌ای نزدیک به gr/cm37/2 است. اگر افزایش چگالی سنگ‏‌ها در برابر افزایش ژرفا و همچنین، کاهش شتاب گرانی با افزایش ژرفا نادیده گرفته شوند و با تقریب مناسبی، چگالی سنگ‏‌های پوسته و شتاب گرانی زمین ثابت فرض شوند (m/s2 81/9)، آنگاه ژرفای اتاق ماگمایی سازندة سنگ‏‌های گرانیتوییدی این منطقه نزدیک به 5/6-5/5 کیلومتر است (جدول 7).

 

(ب) به‌کارگیری کلینوپیروکسن: مقدار AlVI در پیروکسن به فشار وابسته است (Thompson, 1974; Mahood and Baker, 1986)؛‌ بدین‏‌گونه‌که هر چه میزان AlVI در این کانی بیشتر باشد، این کانی در فشار بالاتری پدیدار شده است. بر پایه این نکته،‌ از نمودار AlVI در برابر AlIV (Aoki and Shiba, 1993) برای ارزیابی فشار کلینوپیروکسن‏‌ها در کوارتزدیوریت‏‌ها و انکلاوهای مافیک بهره گرفته شد. این نمودار نشان می‌دهد که کلینوپیروکسن‏‌های بررسی‏‌شده در فشار متوسط تا پایین پدید آمده‏‌اند (شکل 12).

 

 

شکل 12- کلینوپیروکسن‏‌هایِ گرانیتوییدها و انکلاوهای قلعه یغمش (باختر استان یزد) در نمودار  AlVIدر برابر AlIV (Aoki and Shiba, 1993)

شناسایی سری ماگمایی و پهنه زمین‌ساختی

(الف) برپایه شیمی آمفیبول: پیدایش آمفیبول‏‌های کلسیک در سنگ‏‌های گرانیتوییدی نشان‏‌دهندة این است که این سنگ‏‌ها از گرانیتوییدهای نوع I هستند (White and Chappell, 1983; Clemens and Wall, 1984). مقدار CaO بالا در این نوع گرانیتوییدها تبلور هورنبلند را در پی دارد (Stein and Dietl, 2001). با به‌کارگیری نمودار TiO2 در برابر SiO2 (Droop, 1987)، آمفیبول‏‌های متعلق به سنگ‏‌های کالک‏‌آلکالن، آلکالن، اولترامافیک و لامپروفیری از یکدیگر شناسایی می‌شوند (شکل 13). در این نمودار، آمفیبول‏‌های بررسی‏‌شده در محدوده کالک‏‌آلکالن جای گرفته‌اند.

 

 

شکل 13- آمفیبول‏‌هایِ گرانیتوییدها و انکلاوهای قلعه یغمش (باختر استان یزد) در نمودار SiO2 در برابر TiO2 (Droop, 1987)

 

پژوهش‏‌های Coltorti و همکاران (2007) نشان می‏‌دهند که به‌کارگیری ویژگی‌های زمین‌شیمیایی آمفیبول که بیشتر برپایه بررسی زینولیت‏‌های گوشته‏‌ای به دست آمده‌اند، در مقایسه ویژگی‏‌های دگرنهادی پهنه‌های گوناگون زمین‌ساختی ماگماها (به‌ویژه پهنه‏‌های فرورانش و درون‌صفحه‏‌ای) به‌کاربرد برده می‌شوند. آمفیبول‏‌های وابسته به پهنه‌های فرورانش دارای Na2O و TiO2 کمتری نسبت به آمفیبول‏‌های وابسته به پهنه‌های میان‌صفحه‏‌ای هستند. آمفیبول‏‌های منطقه بررسی‏‌شده قلعه یغمش در گستره آمفیبول‌های وابسته به پهنه فرورانش (S-Amph) جای گرفته‌اند (شکل 14).

 

 

شکل 14- جایگاه آمفیبول‏‌های توده‌های آذرین درونی ‏و انکلاو‏‌های قلعه یغمش (باختر استان یزد) در نمودار SiO2 در برابر Na2O (Coltorti et al., 2007) (I-Amph: Intra-plate amphiboles; S-Amph: Suprasubduction amphiboles)

 

(ب) برپایه شیمی بیوتیت: با استفاده از نمودار Al2O3 در برابر MgO (Abdel-Rahman, 1994) مشخص می‏‌شود که بیوتیت‏‌های موجود در تونالیت‏‌های بررسی‏‌شده متعلق به محیط کالک‏‌آلکالن نواحی کوهزایی و فرورانش هستند که گرانیت‏‌های تیپ I را شامل می‏‌شوند (شکل 15).

 

شکل 15- شناسایی سری ماگماییِ تونالیت‏‌های قلعه یغمش (باختر استان یزد) برپایه شیمی کانی بیوتیت در نمودار MgO در برابر Al2O3 (Abdel-Rahman, 1994)

 

(پ) برپایه شیمی کلینوپیروکسن: LeBas (1962) نمودار Al2O3 در برابر SiO2 را برای کلینوپیروکسن‏‌ها پیشنهاد کرده است. کاربرد این نمودار برای کلینوپیروکسن‌هایِ کوارتزدیوریت‏‌ها و انکلاوهای منطقه قلعه یغمش نشان‏‌دهندة ساب‌آلکالن‌بودن ماگمای سازندی این سنگ‌هاست (شکل 16).

 

 

شکل 16- کلینوپیروکسن‏‌های کوارتزدیوریت‏‌ها و انکلاوهای منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد) در نمودار Al2O3 در برابر SiO2 (LeBas, 1962)

 

برای شناسایی جایگاه زمین‌ساختی کوارتزدیوریت‏‌ها و انکلاوهای منطقه قلعه یغمش در هنگام پیدایش، از نمودار F2–F1 بهره گرفته شد. بررسی نمونه‏‌ها در این نمودار (شکل 17)، نشان‏‌دهندة آن است که نمونه‏‌ها در پهنه زمین‌ساختی کمان آتشفشانی پدید آمده‌اند.

 

 

شکل 17- کلینوپیروکسن‏‌های کوارتزدیوریت‏‌ها و انکلاوهای منطقه قلعه یغمش (باختر استان یزد) در نمودار F1-F2 (برگرفته از Nisbet و Pearce، 1977) در این نمودار فاکتورهای F1 و F2 از رابطه‌های زیر به‌دست می‏‌آیند:

F1= -(0.012 * SiO2) – (0.0807 * TiO2) + (0.0026 * Al2O3) – (0.0012 * FeOt) – (0.0026 * MnO) + (0.0087 * MgO) – (0.0128 * CaO) – (0.0419 * Na2O)

 

F2 = -(0.0469 * SiO2) – (0.0818 * TiO2) + (0.0212 * Al2O3) – (0.0041 * FeOt) – (0.1435 * MnO) + (0.0029 * MgO) – (0.0085 * CaO) – (0.016 * Na2O)

 

بحث

در برخی تونالیت‏‌ها و گرانودیوریت‏‌ها، کوارتزهای ریز و درشت دیده می‏‌شوند. کوارتزهای ریزدانه پیامد رویداد تنشی هستند و بافت کاتاکلاستیک و ساروجی را پدید آورد‌ه‌اند. کوارتزهای درشت در مرحله تبلور عادی ماگما پدید آمده‌اند. خرد‏‌شدگی و خم‏‌شدگی صفحه ماکل در برخی پلاژیوکلازها نیز نشان‌دهندة بافت کاتاکلاستیکی است که در پی جنبش‏‌های زمین‌ساختی روی داده است.

بررسی‌های صحرایی، کانی‏‌شناسی، شیمی کانی‌ها و زمین‌شیمیایی توده گرانیتوییدی در قلعه یغمش نشان‏‌دهندة آن هستند که ماگمای سازندة این توده، از نوع I بوده و دارای ترکیب کالک‏‌آلکالن است. این ماگما در پهنه فرورانش و حاشیه فعال قاره‏‌ای پدید آمده است (Fazeli et al., 2017).

برپایه Enami و همکاران (1993)، حضور آمفیبول و بیوتیت‏‌های سرشار از منیزیم و مگنتیت در این توده نشان‏‌دهندة بالا‌بودن فوگاسیته اکسیژن و شرایط اکسیدان در هنگام پیدایش آن است. این نکته گواهی برای پیدایش این توده آذرین در مرز صفحه‏‌های همگراست. برپایه Chappell و White (1974)، Abdel-Rahman (1994)، Stussi و Cuney (1996)، Barbarin (1999) و Stein و Dietl (2001)،‌ یافته‌های صحرایی و سنگ‌نگاری این منطقه (مانند: همراه‏‌بودن سنگ‏‌های درونی و بیرونی، دارابودن انکلاوهای میکروگرانولار مافیک، طیف ترکیبی سنگ‏‌ها از کوارتزدیوریت تا گرانودیوریت، دارابودن کانی‏‌های آب‌دار (مانند: بیوتیت و آمفیبول (کلسیک)) و دارابودن کلینوپیروکسن) نشان می‌دهند که ماگمای سنگ‏‌های بررسی‏‌شده، ماگمای کالک‏‌آلکالن پهنه‌های کوهزایی با سرشت I است.

گرانیتوییدهای کالک‏‌آلکالن آمفیبول‏‌دار (ACG)، وابسته به پهنه فرورانش، حواشی فعال قاره‏‌ای و دارای دو خاستگاه گوشته‌ای و پوسته‌ای هستند (Barbarin, 1999). همچنین، دارابودن آمفیبول‏‌های کلسیک، نبود کانی‏‌های آلومینوسیلیکات (مانند: آندالوزیت، سیلیمانیت و کردیریت)، دارابودن کانی‏‌های فرعی (مانند: زیرکن، آپاتیت و اسفن)، دارابودن مگنتیت و انکلاوهای میکروگرانولار مافیک، از ویژگی‏‌های این نوع گرانیتوییدها به‌شمار می‌روند (Barbarin, 1999). ازاین‌رو، گرانیتوییدهای قلعه یغمش با دارابودن ویژگی‏‌های صحرایی و کانی‏‌شناسی همانند گرانیتوییدهای کالک‏‌آلکالن آمفیبول‏‌دار، در رده گرانیتوییدهایی جای می‌گیرند که در پهنه فرورانش و حاشیه فعال قاره‏‌ای پدید آمده‏‌اند.

همچنین، بر پایه یافته‌های زیر، در پیدایش گرانیتوییدهای منطقه بررسی‏‌شده، فرایند آمیزش ماگمایی که از دو خاستگاه گوشته‏‌ای و پوسته‏‌ای پدیدآمده، نقش آشکاری داشته است:

برپایه Zorpi و همکاران (1989) و Didier (1991)، دارابودن انکلاوهای میکروگرانولار مافیک با مرزهای مشخص و نبود بافت‏‌های دگرگونی یا رسوبی گواهی برای آمیزش ماگمای مافیک و فلسیک دانسته می‌شود. در کناره برخی بلورهای پلاژیوکلاز، آمفیبول و کلینوپیروکسن، گاه گردشدگی و خوردگی شیمیایی دیده می‏‌شود. برپایهZorpi  و همکاران (1989)، Shelley (1993) و D’Lemos (1996)، این ویژگی‌ها نشانه پدیده ذوب‌شدن در پی آمیزش ماگمایی دانسته می‌شوند. آپاتیت‏‌های سوزنی در سنگ‏‌های بررسی‏‌شده نشان‌دهندة سردشدگی و رشد پرشتاب هستند (Zorpi et al., 1989; Didier, 1991; Best, 2003). بلورهای پلاژیوکلاز، گاه منطقه‏‌بندی نوسانی را به نمایش می‏‌گذارند و نشان‏‌دهندة نبود تعادل و آمیزش ماگمایی هستند (Shelley, 1993). افزون‌براین، داده‏‌های زمین‌شیمیایی و ایزوتوپ Sr-Nd برای گرانیتوییدهای بررسی‏‌شده با i(87Sr/86Sr) برابر 704/0 تا 705/0 و 143Nd/144Nd نزدیک به 512/0 نشان می‌دهند که در پیدایش این سنگ‏‌ها، سنگ‌کرة گوشته‏‌ای و نیز پوسته زیرین نقش داشته‌اند و فرایند جدایش بلورین در بخش‌های بالاتر پوسته، پیدایش واحدهای گوناگون سنگ‏‌شناسی را در پی داشته است (Fazeli, 2017).

 

نتیجه‏‌گیری

ترکیب پلاژیوکلازهای بررسی‌شده از الیگوکلاز تا لابرادور است. همه آمفیبول‏‌های بررسی‌شده از نوع کلسیک هستند و ترکیب منیزیوهورنبلند نشان می‏‌دهند. بیوتیت‏‌های بررسی‏‌شده از نوع بیوتیت‏‌های با منیزیم بالا هستند. کلینوپیروکسن‏‌هایِ کوارتزدیوریت ترکیب اوژیت و کلینوپیروکسن‏‌های انکلاو ترکیب اوژیت تا دیوپسید دارند. دماسنجی کلینوپیروکسن‏‌ها نشان‌دهندة دمای 1125-1100درجه سانتیگراد برای کوارتزدیوریت‏‌ها و 1125-1110 درجه سانتیگراد برای انکلاوها است. دماسنجی هورنبلند-پلاژیوکلاز برای گرانودیوریت، تونالیت، کوارتزدیوریت و انکلاو، به‌ترتیب نشان‏‌دهندة دمای 726، 770، 814 و 901 درجه سانتیگراد است. محتوای Al در هورنبلند، فشار نزدیک به 75/1-5/1 کیلوبار و ژرفای 5/6-5/5 کیلومتر را نشان می‏‌دهد. روشن است که این ژرفا، ژرفای تبلور آمفیبول است نه ژرفای پیدایش توده نفوذی. مقدار فوگاسیته بالای به‌دست‌آمده برای این سنگ‏‌ها نشان‏‌دهندة شرایط اکسیدان در پیدایش این سنگ‏‌ها بوده و گواهی بر پیدایش آنها در مرز صفحه‏‌های همگراست. یافته‌های صحرایی، سنگ‌نگاری و شیمی کانی‌ها در گرانیتوییدهای قلعه یغمش گویای این است که ماگمای سازنده آنها از نوع I و کالک‏‌آلکالن بوده و وابسته به پهنه فرورانش و کمان آتشفشانی هستند.

 

سپاس‌گزاری

نگارندگان مقاله از معاونت محترم پژوهشی دانشگاه اصفهان برای پشتیانی‌های مالی سپاس‌گزار هستند.

Abdel-Rahman, A. M. (1994) Nature of biotites from alkaline, calc-alkaline and peraluminous magmas. Journal of Petrology 35(2): 525-541.

Aghanabati, S. A. (1998) Jurassic Stratigraphy of Iran. Geological Survey of Iran, Tehran (in Persian).

Amidi, M. (1989) Geological map of Sarv-e-Bala, scale 1:100,000. Ministry of Mines and Metals and Geological Survey of Iran, Tehran (in Persian).

Anderson, J. L. and Smith, D. R. (1995) The effects of temperature and ƒO2 on the Al-in-hornblende barometer. American Mineralogist 80(5-6): 549-559.

Aoki, K. and Shiba, I. (1993) Pyroxenes from lherzolite inclusions of ltinome-gata, Japan. Lithos 6(1): 41-51.

Barbarin, B. (1990) Granitoids: main petrogenetic classification in relation to origin and tectonic setting. Geological Journal 25(3-4): 227–238

Barbarin, B. (1999) A review of the relationships between granitoid types, their origins and their geodynamic environments. Lithos 46(3): 605-626.

Barbarin, B. (2005) Mafic magmatic enclaves and mafic rocks associated with some granitoids of the central Seirra Nevada batholiths, California: nature, origin, and relations with the hosts. Lithos 80(1-4): 155-177.

Best, M. G. (2003) Igneous and Metamorphic Petrology. Blackwell Publishing Co., Berlin.

Castro, A. and Stephen, W. E. (1992) Amphibole rich clots in calc alkaline granitic rocks and their enclaves. The Canadian Mineralogist 30(4): 1093-1112.

Chappell, B. W. and White, A. J. (1974) Two contrasting granite types. Pacific Geology 8: 173-174.

Clarke, D. B. (1992) Granitoid rocks. Chapman and Hall, London.

Clemens, J. D. and Wall, V. J. (1984) Origin and evolution of a peraluminous silicic ignimbrite suite: the Violet Town volcanics. Contribution to Mineralogy and Petrology 88(4): 354-371.

Cobbing, J. (2003) The geology and mapping of granite batholiths. Springer, New York.

Coltorti, M., Bondaiman, C., Faccini, B., Gregoire, M., Oreilly, S. Y. and Powell, W. (2007) Amphiboles from suprasubduction and intraplate lithospheric mantle. Lithos 99(1-2): 68-84.

Deer, W. A., Howie, R. A. and Zussman, J. (1992) An introduction to the rock-forming minerals. 2nd edition, Longman, London.

Didier, J. (1991) The main types of enclaves in the Hercynian granitoids of the Massif Central, France. In: Enclaves and Granite Petrology. (Eds. Didier, J. and Barbarin, B.) Developments in Petrology. 13: 47-61. Elsevier, Amsterdam.

Didier, J. and Barbarin, B. (1991) Enclaves and granite petrology. Developments in Petrology, vol. 13. Elsevier, Amsterdam.

D’Lemos, R. S. (1996) Mixing between granitic and dioritic crystal mushes, Guernsey, Channel Island, UK. Lithos 38(3): 233-257.

Droop, G. T. R. (1987) A general equation for estimating Fe3+ concentrations in ferromagnesian silicates and oxides from microprobe analyses, using stoichiometric criteria. Mineralogical Magazine 51(361): 431-435.

Enami, M., Suzuki, K., Liou, J. G. and Bird, D. K. (1993) Al– Fe3+ and F– OH substitutions in titanite and constrains on their P–T dependence. European Journal of Mineralogy 5(2): 231–291.

Ewart, A. (1979) A review of the mineralogy and chemistry of tertiary recent dacitic, latitic, rhyolitic and related silica volcanic rocks. In: Trondhjemites, dacite, and related rocks (Ed. Fred, B.) 12-101. Springer-Verlag, Berlin.

Fazeli, B. (2010) Petrology of Kuh-e-Siah volcanic rocks (North of Gavkhuni lagoon, South East of Isfahan). MSc Thesis, University of Isfahan, Isfahan, Iran (in Persian).

Fazeli, B. (2017) Petrogenesis of plutonic and volcanic rocks in the Ghaleh Yaghmesh area (west of Yazd province). PhD Thesis, University of Isfahan, Isfahan, Iran (in Persian).

Fazeli, B., Khalili, M., Köksal, F. T., MansouriEsfahani, M. and Beavers, R. (2017) Petrological constraints on the origin of the plutonic massif of the Ghaleh Yaghmesh area, Urumiehe Dokhta rmagmatic arc, Iran. Journal of African Earth Sciences 129: 233-247.

Ghent, E. D., Nicholls, J., Siminy, P. S., Sevigny, H. H. and Stout, M. Z. (1991) Hornblende geobarometry of the Nelson Batholit, Southeastern British Columbia: tectonic implication. Canadian Journal of Earth Science 28(12): 1982-1991.

Giacomini, F., Tiepolo, M., Dallai, L. and Ghezzo, C. (2007) On the onset and evolution of the Rossorogeny magmatism in North Victoria Land-Antarctica. Chemical Geology 240(1-2): 103–128.

Holland, T. and Blundy, J. (1994) Non ideal interactions in calcic amphiboles and their bearing on amphibole–plagioclase thermometry. Contributions to Mineralogy and Petrology 116(4): 433–447.

Holland, T. and Powell, R. (1992) Plagioclase feldspars: Activity-composition relations based upon Darken’s quadratic formalism and Landau theory. American Mineralogist 77(1-2): 53-61.

Hosseini, S. H., Sadeghian, M., Zhai, M. and Ghasemi, H. (2016) Mineral chemistry, thermobarometry and petrogenesis of Band-e-Hezarchah dike swarms (southeast of Shahrood). Petrology 25: 81-96 (in Persian).

Jacamon, F. and Larsen, R. B. (2009) Trace element evolution of quartz in the charnockitic Kleivan granite, SW-Norway: The Ge/Ti ratio of quartz as an index of igneous differentiation. Lithos 107(3-4): 281–291.

Khoddami, M. (1998) Petrological study of volcanic rocks in the north of Gavkhuni lagoon. M.Sc. Thesis, University of Isfahan, Isfahan, Iran (in Persian).

Leake, B. E., Wolley, A. R., Arps, C. E. S., Birch, W. D., Gilbert, M. C., Grice, J. D., Hawthorne, F. C., Kato, A., Kisch, H. J., Krivovichev, V. G., Linthout, K., Laird, J., Mandarino, J., Maresch, W. V., Nickel, E. H., Rock, N. M. S., Schumacher, J. C., Smith, D. C., Stephenson, N. C. N., Ungaretti, L., whittaker, E. J. W. and Youzhi, G. (1997) Nomenclature of Amphiboles, report of the subcommittee on amphiboles of the international mineralogical association commission on new minerals and mineral names. The Canadian Mineralogist 35(1): 219–246.

LeBas, N. J. (1962) The role of aluminous in igneous clinopyroxenes with relation to their parentage. American Journal of Science 260(4): 267-88.

Leterrier, J., Maury, R. C., Thonon, P., Girard, D. and Marchal, M. (1982) Clinopyroxene composition as a method of identification of the magmatic affinities of Paleo-volcanic series. Earth and Planetary Science Letters 59(1): 139–154.

Loqhmani Dastjerdi, Z. (2001) Petrography and petrology of Ghaleh Yaghmesh granitoids in the West of Yazd. MSc Thesis, University of Isfahan, Isfahan, Iran (in Persian).

Mahood, G. A. and Baker, D. R. (1986) Experimental constraints on depths of fraction of mildly alkalic basalts and associated felsic rocks: Pantelleria, Strait of Sicily. Contributions to Mineralogy and Petrology 93(2):251-264.

Molina, J. F., Scarrow, J. H., Montero, P. G. and Bea, F. (2005) High-Ti amphibole as a petrogenetic indicator ultramafic, alkaline and carbonatite intrusion of Vuoriyarvi (Kola Peninsula, Russia). A LA-ICP-MS study of apatite. Lithos 85(1-4): 76-92.

Morimoto, N. (1989) Nomenclature of pyroxenes. Contributions to Mineralogy and Petrology 27: 143-156.

Nisbet, E. G. and Pearce, J. A. (1977) Clinopyroxene composition of mafic lavas from different tectonicsettings. Contributions to Mineralogy and Petrology 63(2): 149-160.

Otten, M. T. (1984) The origin of brown hornblende in the Artssjället gabbros and dolerites. Contributions to Mineralogy and Petrology 86(2): 189-199.

Rieder, M., Cavazzini, G., D’Yakonov, Yu. S., Frank-Kamenetskii, V. A., Gottardi, G., Guggenheim, S., Koval, P. V., Muller, G., Neiva, A. M. R., Radoslovich, E. W., Robert, J.-L., Sassi, F. P., Takeda, H., Weiss, Z. and Wones, D. R. (1998) Nomenclature of the micas. The Canadian Mineralogist, 36(3): 905-912.

Sarjoughian, F., Ahmadian, J. and Kananian, A. (2015) The composition of the major minerals in the Nasrand intrusive rocks and its dikes. Petrology 21: 35-54 (in Persian).

Sepahi Garoo, A. A., Borzoei, K. and Salami, S. (2012) The study of minerals chemistry, thermobarometry and tectonic setting of plutonic rocks from Sarabi Tueyserkan area (Hamedan province). Petrology 11: 39-58 (in Persian).

Shelley, D. (1993) Igneous and metamorphic rocks under the microscope. Chapman and Hall, London.

Schmidt, M. W. (1992) Amphibole composition in tonalite as a function of pressure: an experimental calibration of the Al in hornblende barometer. Contributions to Mineralogy and Petrology 110(2): 304–310.

Schweitzer, E. L., Papike, J. J. and Bence, A. E. (1979) Statistical analysis of clinopyroxene from deep sea basalts. American Mineralogist 64(5-6): 501–513.

Soesoo, A. (1997) A multivariate statistical analysis of clinopyroxene composition: Empirical coordinates for the crystallization PT-estimations. GFF 119(1): 55-60.

Stein, E. and Dietl, C. (2001) Hornblende thermobarometry of granitoids from the Central Odenwald (Germany) and their implications for the geotectonic development of the Odenwald. Mineralogy and Petrology 72(1): 185–207.

Stussi, J. M. and Cuney, M. (1996) Nature of biotites from alkaline and peraluminous magmas by Abdel-Rahman: a comment. Journal of Petrology 37(5): 1025-1029.

Vernon, R. H. (1990) Crystallization and hybridism in microgranitoid enclave magmas: microstructural evidence. Journal of Geophysical Research 95(B11): 17849-17859.

White, A. J. R. and Chappell, B. W. (1983) Granitoid types and their distribution in the Lachlan Fold belt, southeastern Australia. Geological Society of America 159: 21-34.

Whitney, D. L. and Evans, B. W. (2010) Abbreviations for names of rock-forming minerals. American Mineralogist 95(1): 185-187.

Thompson, R. N. (1974) Some high pressure pyroxenes. Mineralogical Magazine 39(307): 768-787.

Wones, D. R. and Eugster, H. P. (1965) Stability of biotite: experiment, theory and application. American Mineralogist 50(9): 1228-1272.

Zhang, S. H., Zhao, Y. and Song, B. (2006) Hornblende thermobarometry of the Carboniferous granitoids from the Inner Mongolia Paleo-uplift: implications for the tectonic evolution of the northern margin of North China block. Mineralogy and Petrology 87(1): 123-141.

Zorpi, M. J., Coulon, C., Orisini, J. B. and Concirta, C. (1989) Magma mingling, zoning and emplacement in calk-alkaline granitoid plutons. Tectonophysics 157(4): 315-326.